北京一次下击暴流的三维数值模拟分析

李梦婕，申双和，李雨鸿，陶苏林

（1.南京信息工程大学应用气象学院，江苏南京 210044；2.辽宁省气象科学研究所，辽宁沈阳 110016）

北京一次下击暴流的三维数值模拟分析

李梦婕1，申双和1，李雨鸿2，陶苏林1

（1.南京信息工程大学应用气象学院，江苏南京 210044；2.辽宁省气象科学研究所，辽宁沈阳 110016）

应用中尺度气象数值模式WRF模拟再现了2001年8月23日北京时间14时至24日00时发生在北京密云县附近的一次典型强对流风暴天气，重点发掘并分析了密云水库附近一次β中尺度下击暴流的形成与演变过程。研究表明：（1）WRF模拟结果显示该β中尺度下击暴流的生命期为1 h左右，水平尺度约为20 km，其水平和垂直流场与下击暴流流场的理论结构基本一致，但辐散气流流速在近地面层未能达到下击暴流定义的18 m/s；（2）模拟的下击暴流环境场中扰动位温、各水成物的比含水量与层结不稳定性以及上升气流的联系紧密，并可推断强下沉气流主要由雨水粒子拖曳作用产生，较大的位温扰动则加强了气流上升运动，迫使暖湿气块更大程度抬升，进一步维持和发展下击暴流系统。

β中尺度下击暴流；WRF模式；三维数值模拟；北京

下击暴流是雷暴天气中强烈的下沉气流猛烈撞击地面形成的并沿地表传播的极具突发性和破坏性的一种强风，其破坏范围约为几十米至几百千米，可分为微尺度、中尺度和大尺度三类。下击暴流分为β中尺度下击暴流和β大尺度下击暴流两类，其中β中尺度下击暴流的水平范围为10～100 km。在离地100 m高度上的下沉速度可达1～10 m/s，地面风速可达18 m/s以上[1]。因其具备很强的下沉气流和强低空风切变，极易造成飞机坠毁、大树连根拔起、输电塔倒塌等恶性事故，造成巨大的生命与财产损失。

Fujita等[2]自20世纪70年代中期，利用飞机、多普勒天气雷达监测网对下击暴流进行了系统的具有奠基性的研究。当然这种通过实地观测进行的研究方式在实际研究中是受人力、物力等因素的制约的。折中的办法是利用观测结果研究形成机制，然后构建数值模型进行模拟，再与实测对比获得改进，理想的结果是最后的模型可用于下击暴流的模拟和预报。目前针对下击暴流的数值模拟研究主要在两个领域：一是风工程领域，二是气象领域。在风工程领域，基于CFD方法的数值模拟在研究下击暴流近地面风场特征中得到积极应用。在气象领域，基于下击暴流形成机理构建的微小尺度数值模式得到广泛应用：Srivastawa应用一维不完全弹性云模式模拟了云下由降水的蒸发冷却和降水拖曳作用引起的下击暴流，Hjelmfelt等运用一个二维云模式模拟了产生微下击暴流的风暴云，Proctor则运用一个考虑了冰相微物理过程的轴对称模式，通过水凝物从云顶降落模拟研究了微下击暴流的形成机制[3]。孔凡铀等[4]利用美国丹佛探空资料结合二维面对称微下击暴流数值模式分别对干、湿两类微下击暴流线在云下的生成和演变过程进行了模拟实验。模拟结果显示，对湿微下击暴流线的模拟结果好于对干型的微下击暴流。同时表明，微弱的稳定层也会对干微下击暴流的强度产生削弱作用。郭学良等[5]利用三维冰雹云分档模式对发生在东京的微下击暴流进行了模拟研究，指出对于伴有强风暴的下击暴流，霰雹的形成对其形成过程有重要作用。刘洪恩[6]使用非静力全弹性γ中尺度模式研究了1997年7月22日发生在北京地区的下击暴流，指出降水拖曳力对下击暴流起主导作用。李健群[7]则利用WRF中尺度模式模拟了2007年发生在武汉的一个下击暴流实例，模拟所得流场与实际下击暴流流场结构很接近，与实地调查结果基本吻合。

基于数值模式的下击暴流研究逐渐成为下击暴流的主流研究角度，对深入揭示下击暴流的形成机制起到了极大的推动作用。也不可否认，目前的数值模式仍然存在很多缺陷，譬如基于CFD方法的数值模式与实际气象场资料的结合并不完美，可模拟要素（温度、气压等）比较局限，不易获取。

相比而言，新一代中尺度数值天气预报系统WRF则适用于米级直至几千公里的模拟尺度，研究中可结合较易获取的全球再分析资料对β中尺度下击暴流进行模拟研究。本文意在通过WRF模式，得到具体的下击暴流发生的中心经纬度、时间等信息，并通过对模式模拟的宏微物理过程进行分析，推测下沉气流产生的原因，以及维持和发展下击暴流系统的主要因子。

1 研究方法及数据

图1 研究区地理概况

受西北气流和冷涡影响，2001年8月23日14时至24日00时北京出现强对流天气，北京城区突降暴雨，部分地区还降了冰雹，并伴有6～8级以上的大风，致使部分公共设施被损坏，电力中断等。本文应用中尺度气象数值模式WRF模拟再现了这次发生在北京密云县附近的一次典型强对流风暴天气，重点发掘并分析了密云水库附近的一次β中尺度下击暴流的形成与演变过程。主要步骤：利用WRF模式模拟密云县附近强对流风暴；基于GrADS 和Matlab提取密云水库附近的下击暴流水平、垂直速度矢量场，扰动位势温度场以及雨水混合比，分析下击暴流的形成与演变过程。研究区概况见图1。

研究中初始场数据是由美国国家环境预报中心（NCEP，NationalCentersforEnvironmental Prediction）提供的全球对流层运行模式分析数据（下载地址http://dss.ucar.edu/datasets/ds083.2/），空间分辨率1°×1°，由24层等压面数据组成。

2 WRF模式及参数设定

WRF模式是美国国家气象研究中心（NCAR）、美国国家环境预测中心（NCEP）等多家机构通力合作开发而成的。该模式提供了较MM5更完善的物理过程参数化、数据处理算法和资料同化系统，使得模拟更加精确和有效。

区域气候模式针对各地区的适用性很强，但在不同地理区域模拟能力却有所差异[8]。模式对模拟区域的选择[9]、初边值条件[10]、侧边界嵌套方案[11]及模式中一些主要物理过程参数化方案[12-13]（如积云对流参数化和陆面过程方案选择）很敏感。本文参考李健群[7]基于WRF模式的数值模拟试验设定了参数化方案：WSM3类简单冰微物理过程方案、rrtm长波辐射方案、Dudhia短波辐射方案、Monin-Obukhov近地面层方案、热量扩散方案、YSU边界层方案以及浅对流Kain-Fritsch积云参数化方案。模式中其他输入参数见表1。

3 模拟结果分析

3.1 天气背景

用NCEP再分析资料绘制2001年8月23日北京时间（下文如不特殊指出均为北京时间）14:00时500 hPa与850 hPa的高空形势图（图2、3）。从500 hPa形势图中可以看到北京密云地区（图2、3实心点：40.10°N，116.50°E）及其北部大部地区正遭受强寒冷空气控制，高纬地区冷空气正源源不断地向研究区输送。相比之下，850 hPa环流形势图上更清晰地反映了低空温度场、流场分布态势，温度场上（图3红线）一个准东西走向的暖舌正伸向研究区，配合南北在此交汇的流场形势（图3黑线），西南部暖湿气流和北部冷气流不断向研究区输送、汇合，形成对流不稳定状态，利于下击暴流等对流性天气的产生和加强。

3.2 下击暴流水平速度矢量场

下击暴流的显著特征是近地面层产生的强辐散流场。图4是研究区8月23日18:00近地面水平速度矢量场。图中几处气流辐散区清晰可见，它们的水平尺度较大，可以判定为较大尺度下击暴流发生区，也就是说，此刻研究区内出现了下击暴流群。此外，研究区高纬地区出现了极明显的、呈向四周辐散气流，此处同时为速度的高值区，水平尺度在20 km左右，表明已经出现β中尺度下击暴流系统且其中心大致在40.44°N，116.95°E位置。

图2 2001年8月23日14:00北京上空500 hPa高度场、温度场和流场，等高线（蓝色，单位：gpm），等温线（红色，单位：℃），流场（黑色）

图3 2001年8月23日14:00北京上空850 hPa高度场、温度场和流场，等高线（蓝色，单位：gpm），等温线（红色，单位：℃），流场（黑色）

图4 18:00北京市密云地区近地面水平速度矢量场（单位：m/s）

图4已经可以较好的展现这次强风暴天气系统的宏观结构，因此本文将研究区其中心位置控制在40.44°N，116.95°E位置，水平尺度30 km×30 km。

图5～9是研究中重点模拟分析的β中尺度下击暴流形成及演变过程。

18:10 （图5），近地面辐散特征明显而且双中心并存，分别在密云水库西侧40.49°N，116.86°E和40.48°N，116.93°E附近，该下击暴流还处于爆发生成阶段，水平尺度20 km左右，总体辐散气流速度较小，但中心附近最大风速已达到6 m/s。

18:20 （图6），双中心合二为一，下击暴流逐渐发展起来，且向东南方向也即密云水库上空移动，中心位置大概在40.47°N，116.95°E，总体辐散气流速度开始增加，下击暴流中心周围最大风速在7 m/s左右。

18:30 （图7），下击暴流系统继续向东南移动，得到进一步发展，中心处在40.44°N，116.97°E附近，中心周围最大风速达到9 m/s。近地面辐散场近乎圆形，表明其结构比较完整、典型。

18:40 （图8），此时下击暴流发展到成熟阶段，近地面流场辐散特征显著，中心周围最大风速为8 m/ s，中心位置较前一时刻仍然有所南移，大概在40.42°N，117.01°E位置。

18:50 （图9），下击暴流继续南移至40.41°N，117.02°E附近，水平尺度有所减小，中心周围最大水平速度减至5 m/s，表明下击暴流系统开始减弱。

19:00，原先近地面流场辐散特征明显的下击暴流在图上已经体现不出来，下击暴流中心也无法准确判定，表明这个下击暴流系统已接近消亡，但原先较大尺度的下击暴流群依然十分活跃。

图5 18:10水平速度矢量场（单位：m/s）

图6 18:20水平速度矢量场（单位：m/s）

图7 18:30水平速度矢量场（单位：m/s）

图8 18:40水平速度矢量场（单位：m/s）

图9 18:50水平速度矢量场（单位：m/s）

3.3 下击暴流垂直速度矢量场

下击暴流水平速度矢量场仅描述了下击暴流在近地面的辐散特征以及影响范围，不利于深入理解下击暴流生消过程及结构特征。图10～14是跟随下击暴流中心从18:10—19:00每隔10 min提取的垂直速度矢量场。

18:10 40.48°N处（图10），116.86°～116.96°E范围内出现了从800～1 000 hPa流速较大的下沉气流，下沉速度的极大值为9 m/s。该下沉气流触地后辐散出流，形成地面大风。此外，两个较强的气流上升区分布在下沉气流两侧，上升气流从低层的1 000 hPa一直发展到700 hPa以上，整个对流得到充分发展。

18:20 40.46°N处（图11），对流系统得到加强和巩固：气流下沉区迅速收缩同时贯穿1 000～800 hPa气层，气流触地中心点在116.96°E附近，1 000 hPa有明显的极小流速区（流速小于1 m/s），近地面水平尺度在20 km左右。较上一时刻，气流下沉区后部上升气流流速得到显著加强，形成了自低层1 000 hPa至高层800 hPa较完整的气流辐合上升区，区内最大上升流速为7 m/s。

18:30 40.44°N处（图12），下沉气流跟上升气流构成完整、闭合的环流系统，主要位于1 000～900 hPa气层间而且上升和下沉气流流速均不大（2 m/s左右）。不过这种垂直气流速度和水平尺度均不大的对流系统倒是对下击暴流系统起到了稳定甚至加强作用，因为近地面的冷气块在对流系统作用下重新被抬升到一定高度降温甚至凝结生成冰雹而后再次随下沉气流触地。此外图中可以发现116.97°～ 117.00°E范围内近地面气流速度得到了加强，表明下击暴流开始处于前部爆发阶段，相应的在下击暴流前部1 000～960 hPa气层间出现了较弱的上升气流。

图10 18:10 40.48°N处垂直速度矢量场（单位：m/s）

图11 18:20 40.46°N处垂直速度矢量场（单位：m/s）

图12 18:30 40.44°N处垂直速度矢量场（单位：m/s）

图13 18:40 40.43°N处垂直速度矢量场（单位：m/s）

18:40 40.43°N处（图13），下击暴流整体移动速度减慢，形成一个准静止的下击暴流，近地面水平尺度仍然维持在20 km左右，下击暴流中心气流下沉区间同样达到一个较大水平尺度。气流下沉区后侧的闭合对流系统气流速度和结构较上一时刻基本保持稳定，倒是下沉气流触地后前后两侧均出现了高流速区，一个在116.93°～116.96°E范围（最大流速为6 m/s），另一个在116.97°～117.20°E范围（最大流速为7 m/s）。从整个垂直速度矢量场来看，此刻处于准静止状态的下击暴流正处在发展过程中的铺垫阶段。

18:50 40.40°N处（图14），垂直速度矢量场发生了较大的变化，气流下沉区逐渐消亡，近地面辐散气流流速也逐渐减小，比较明显的是原来下击暴流前侧的一个辐散气流流速高值区已经消亡了。而后侧的辐散气流流速高值区其最大速度较前一时刻显然已经减弱不少，但在之前一直保持稳定、此刻仍然处在较稳定状态的闭合对流系统作用下仍有一定活力。此外，一个比较显著的特点就是随着下击暴流的消亡，对流系统的顶部高度也开始降低下来，已经到达880 hPa高度，该高度以上基本受背景流场控制。

图14 18:50时刻40.40°N处垂直速度矢量场（单位：m/s）

19:00 40.38°N处，下沉气流基本消失，意味着一直跟踪研究的β中尺度下击暴流已经消亡，930 hPa以上高空已经处在背景流场控制之中，原先下击暴流后侧比较稳定的闭合对流系统也崩溃殆尽，近地层水平速度基本在1～2 m/s，可认为此次下击暴流过程已经完毕。

3.4 微物理过程分析

从云微物理学角度分析伴随强风暴过程所产生的局地大风和强下击暴流的形成机理，可认为首先是由于雨水和冰雹粒子的拖曳作用触发产生并由冰雹和雨水粒子的融化蒸发作用得到加强[14]。研究中没有能够获取有关冰雹垂直分布数据，本文的微物理过程分析主要依据扰动位温垂直分布、雨水比垂直分布、云水比垂直分布以及水汽比垂直分布数据进行。

图15为18:40 40.43°N处扰动位温垂直分布。图中高层具备较大的位温扰动量，800 hPa高度的位温扰动在7～8 K之间，表明该处层结有较强的斜压性，这种斜压不稳定会在下击暴流发展过程中增长更迅速，使等位温线更快变密集，有利于下击暴流的进一步发展。此外也有尺度分析表明，在中β尺度，由位温扰动所诱导的温度和垂直速度扰动是有效的，而且浅的、宽的扰动比高的、窄的扰动更有效地诱导雨带。如果一个位温扰动所对应的温度扰动为正，那么该位温扰动将引起上升运动，反之亦然[15]。

图15 18:40 40.43°N处扰动位温垂直分布（单位：K）

图16为18:40 40.43°N处雨水比垂直分布图，雨水的分布主要集中在下击暴流中、前部，与气流下沉区位置较吻合，雨水比高值主要在高层，最大值位于800 hPa左右，达到0.001 6 kg/kg，表明雨水粒子的拖曳作用对下击暴流的生成、发展具有重要作用。

图16 18:40 40.43°N处雨水比垂直分布图（单位：kg/kg）

图17为18:40 40.43°N处云水比垂直分布图，云水比的极值中心主要位于上升气流较大的位置，约为0.000 6 kg/kg，相对较小。图18则是18:40时刻40.43°N处水汽比垂直分布图，可以发现水汽比高值区主要位于最大上升气流的下方，可达0.015 kg/kg。随着这种较强上升运动，大量的水分凝结出来并释放潜热，使得云内外温差加大，上升气流迅速加大促使云梯的不断发展。

图17 18:40 40.43°N处云水比垂直分布图（单位：kg/kg）

图18 18:40 40.43°N处水汽比垂直分布图（单位：kg/kg）

4 结论

应用中尺度气象数值模式WRF模拟再现了2001年8月23日午后至子夜发生在北京密云县附近的一次典型强对流风暴天气，重点发掘并分析了密云水库附近一次β中尺度下击暴流的形成与演变过程。研究所得结论主要包含两方面：

（1）中尺度气象数值模式WRF能够较好模拟此下击暴流的发展过程。模拟结果显示，该β中尺度下击暴流的生命期为1 h左右，水平尺度约为20 km，其水平和垂直流场与下击暴流流场的理论结构基本一致，但辐散气流流速在近地面层未能达到下击暴流定义的18 m/s。

（2）模式模拟的下击暴流环境场中扰动位温、各水成物的比含水量清晰反映了层结的不稳定性以及上升气流与各水成物比含水量的联系。由此可以推断强下沉气流主要由雨水粒子拖曳作用产生，同时较大的位温扰动加强了气流上升运动，迫使暖湿气块更大程度地抬升，进一步维持和发展下击暴流系统。

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Three-Dimensional Numerical Simulation of a Downburst in Beijing

LI Mengjie1，SHEN Shuanghe1，LI Yuhong2，TAO Sulin2
（1.School of Applied Meteorology，Nanjing University of Information Science&Technology，Nanjing 210044，China；2.Liaoning Institute of Meteorological Science，Shengyang 110016，China）

A typical severe convective storm on August 23rd,2001 in Miyun District,Beijing was firstly simulated via the Weather Research and Forecasting（WRF）model and then the focus was taken on the extraction of a β meso-cale downburst near Miyun reservoir as well as the analysis on its evolution.The results showed as follows.（1）The horizontal and vertical stream structure of the downburst whose life was about 1 hour and horizontal scale was about 20km,was generally consistent with the theoretical structure of downburst while the divergent flow velocity near surface was slower than 18m/s,which did not meet the definition of downburst.（2）The perturbation potential temperature and water mixing ratio were highly interrelated with the instability of stratification profiles and updraft,and their relationship also confirmed that the downburst was primarily produced by rain loading and enhanced by the updraft motion caused by high perturbation potential temperature and the warm and damp mass.

β meso-scale downburst；WRF model；three-dimensional numerical simulation；Beijing

P435

B

1002-0799（2013）06-0022-08

10.3969/j.issn.1002-0799.2013.06.004

2013-07-08；

2013-09-09

国家自然基金项目（41271098）；2007年城市气象科学研究基金（UMRF 200703）；江苏省自然科学基金资助项目（BK2006227）；江苏高校优势学科建设工程（PAPD）项目共同资助。

李梦婕(1988-)，女，硕士研究生，主要从事地形降水与城市气象研究。E-mail：ys.mlittlej@gmail.com